В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 41
Текст из файла (страница 41)
Поэтому большие значения ! й ~ в антициклонах редки. В центральной части антициклона градиенты давления должны быть слабы. Соответствующая им скорость (тангенциальная) — скорость ю градиентного ветра — должна быть близка к нулю и расти гр с удалением г от центра антициклона, 221 — трапИЧЕСКИК-ЦИКЛОНИ Тропические циклоны (ураганы над Атлантикой и тайфуны на Дальнем Востоке и над Тихим океаном) являются особым родом очень мощных циклонических вихрей.
Обычно они наблюдаются над тропическими зонами океанов. Они зарождаются вмесге с облачными скоплениями (кластерами) как возмущения внутритропической зоны конвергенции примерно между 7-10' с.ш. или 5-15 ю.ш, Обычно во внутритропической зоне конвергенции имеется одновременно несколько таких возмущений, но лишь часть из них развивается в вихри, На следующей стадии их жизни начинается быстрое падение давления в вихре (рис. 6.4), хотя центральная область сильных ветров еще мала, Окружающие ее разбросанные облака формируют постепенно спиральные облачные полосы, сходящиеся к циклону. Циркуляция его распространяется вверх, В третьей стадии (зрелой) радиус области ураганных ветров достигает 400 км, изредка 650 км.
В тропическом циклоне очень велики тангенциальные, или касательные (перпендикулярные к радиусу-вектору), составляющие скорости о . Они максимальны на расстоянии в среднем 45 км от центра циклона. Далее они постепенно убывают и на расстоянии 200 км от центра составляют = 35% от максимальной. До высоты 4-5 км т меняется мало. От поверхности океана до уровня 300 мб наблюдается конвергенция, а выше него — дивергенция течений. жали/ч оп ~ы часы Рис. 6.4. Запись скорости ветра при прохождении урагана "Целив" 3 — 4 августа 1970 г.
над Грегори, штат Техас, США (28 с.ш., 97' з.д.). Глаз урагана прошел непосредственно над метеорологической станцией 222 Замечательной особенностью более глубоких тропических циклонов является глаз аз бури" — центральная область штиля, малой облачности и повышенной (иногда на 10'С) температуры, диаметром от 5 до 60 км. Прохождение "глаза" над данным пунктом может продолжаться более часа. Влагодаря существованию радиальной составляющей скорости т~„, к центру ц к и лона сходятся длинные полосы облаков и осадков, закручивающиеся по спиралям с углом 18 к изобаре. В центре циклона глаз кру " окружен очень высокой стеной облаков — кольцеобразной областью сильнейших восходящих движений (рис.
6.5). Ураганные порывистые ветры вызывают в области циклона сильное волнение. У побережий циклон создает высокую нагонную волну, в особенности в заливах и устьях рек. Циклоны, вступившие на материк, сравнительно быстро затухают из-за повышенного трения, меньшего испарения и теплоотдачи с поверхности суши. Однако они успевают дать на суше большое количество осадков. У,км 1б 1г Рис. 6.5.
Схематическое вертикальное сечение тропического ц иклона. Жирные линии в центре урагана — облачные стены. Черные полосы внизу — приток воздуха к центру циклона, пунктир — схематические изобарические поверхности 223 МЕСтНБ1Е ВтРБ1 Местными ветрами называют воздушные течения небольшого горизонтального (до 100 км) и вертикального протяжения, создаваемые особенностями рельефа или нагревания подстилающей поверхности — суши либо воды, Местные ветры заметно влияют на погоду и климат прибрежных и в особенности горных областей во всех широтах во все времена года.
Широкий воздушный поток, встречая горный хребет, отклоняется им не только вверх, но и в стороны, так что линии тока сгущаются у оконечности хребта. Когда в антициклоне притекающий с севера или северо-востока холодный воздух задерживается и накапливается перед горным хребтом, он может затем начать переваливать через хребет в виде сильного холодного ветра — боры. Ей, очевидно, благоприятствует существование области низкого давления с подветренной стороны гор— над морем.
ПОДВЕТРЕННБ1Е ВОЛНБ1 Когда воздушный поток со скоростью о натекает на препятствие (горный хребет), с подветренной стороны могут возникнуть гравитационные волны, имеющие частоту если атмосфера темодинамически устойчива. Однако амплитуда этих колебаний будет сложной функцией формы препятствия и высоты ~ в атмосфере, так что система образующихся волн будет тоже сложной. Когда влажность воздуха достаточно велика, то в волнах образуются характерные чечевицеобразные облака, позволяющие легко наблюдать положение и размеры волн.
Длина последних бывает порядка 10-40 км и увеличивается со скоростью ветра. Развитию волн способствует неустойчивость нижней атмосферы. Подветренные волны могут распространяться высоко в стратосферу. Наблюдения перламутровых облаков обнаруживают такие волны на высотах 23-30 км над горами Скандинавии высотой всего 2,5 км. Для склонов и долин характерны нисходящие ветры, когда склон охлаждается излучением, и восходящие течения, когда склон либо дно долины обращены к нагревающим их солнечным лучам. Воздушные течения с гор и из долины, таким образом, меняются со временем дня и с сезоном.
В больших горных долинах структура ветров сложна: например, днем поток ветра расходится вверх по склонам, сильнее над освещенным солнцем склоном и т.д. 224 Ветры на побережьях морей, озер, а иногда и больших рек, дующие днем с воды на сушу, а ночью обратно, называются бризами. В тропических странах бризы сильнее и дуют весь год, в умеренной зоне — слабее и заметны обычно лишь летом.
Бризы наблюдаются, например, на побережьях Черного и Каспийского морей, на Ладожском озере и Братском водохранилище. Дневной бриз возникает, когда суша нагревается сильнее моря и небольшой (- 1 мбар/50 км) градиент давления направлен с моря на сушу. Поток ветра зарождается в открытом море сравнительно тонким слоем и постепенно приближается к берегу, Вторжение морского воздуха образует над берегом хорошо выраженный, хотя и небольшой, холодный фронт с наклоном 1/10-1/60, продвигающийся со скоростью 2 м/с.
За ним темпеоатура понижается на 3 — 4 С, И 1ВО „Рис, б.б. Средние ежечасные векторы ветра при бризе. Май, 1958-1962 гг., Кинлос, Шотландия. Восход солнца — 4 ч 30 мин, заход — 19 ч 30 мин. Направление ветра— от точек к центру графика; цифры у точек обозначают часы дня и ночи 225 иногда на 8 С, и упругость водяного пара, например, в тропическом бризе повышается на 7 — 8 мбар. В тропиках он существенно смягчает черты жаркого климата. В умеренной зоне максимум скорости дневного бриза (4-7 м/с) наблюдается на высоте 60-150 м, в тропиках (5-11 м/с) — на высоте 200 — 250 м. Вертикальные мощности его потока соответственно 150 — 800 м и 1-2 км. Над ним существует обратный поток, также довольно мощный, Бриз постепенно продвигается на сушу до 25 — 60 км (и тропиках до 100 — 120 км).
Одна из замечательных 'черт морского бриза — это поворот его направления в течение дня за Солнцем (рис. 6,6), т.е. вправо. Поворот продолжается и после того, как дневной бриз сменяется ночным, более слабым (скорость 1 — 2 м/с). Поворот бриза со временем означает., что на его развитие влияет и сила Кориолиса. Гидродинамическая теория бриза сложна, много сложнее, чем теория ветров склонов, поскольку бриз — трехмерное явление, зависящее и о~ времени. ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРБ1 Общей циркуляцией атмосферы называют совокупность (систему) устойчивых воздушных течений большого масштаба — соизмеримого с размерами материков и океанов, охватывающих значительные слои атмосферы.
Изучать ее следует с учетом глобального взаимодействия атмосферы с океанами и континентами. Возмущения— волны, циклонь: и т.п. — также входят в понятие циркуляции, хотя относятся к движениям среднего масштаба. Общая циркуляция меняется с сезоном, и возмущения ее эволюционируют ото дня ко дню. Эти изменения существенны для прогноза . погоды, долгосрочного и краткосрочного.
Поле течения воздуха зависит прежде всего от распределения температуры. В тропосфере до высоты — - 10 км температура в общем понижается от экватора (области тепла) к полюсу (области холода). При этом горизонтальный градиент температуры дТ/дп, определяющий термический ветер, зимой примерно вдвое больше, чем летом. Стратосфера, наоборот, холодна над тропическим поясом (= — 80 С), и градиент температуры направлен в общем на юг, кроме полярной области зимой, где есть вторичная область холода (до — 70 С). От поля температур зависит и поле давления. Зона низкого давления находится близ экватора, летом в Северном полушарии под 12' с.ш. Около 30' широты в обоих полушариях имеется субтропический пояс повышенного давления.
Градиент давления, направ- ленный от этого пояса к экватору, создает пассаты — ветры в Северном и Южном полушариях. В более высоких широтах имеются пояса пониженного давления, особенно глубокие в Южном полушарии. Там материк Антарктики как бы окружен цепью циклонических областей (обычно имеется 6-7 центров их). Циркуляция верхней тропосферы и нижней стратосферы распадается на три зоны: тропическую зону повышенного давления с малыми градиентами давления, с разреженными изогипсами и большими, но не сильными антициклонами над океанами и две зоны высоких широт, в которых давление уменьшается быстро к полюсам и ветры (в основном западные) усиливаются с высотой. Потоки "западного переноса" окружают каждый полюс обширным и сильным вихрем— околополярным циклоном.
ЦИРКУЛЯЦИЯ ТРОПИЧЕСКОЙ ЗОНЫ Циркуляция тропической зоны охватывает почти половину поверхности земного шара. Она является большой термодинамической машиной, превращающей тепло океана (в том числе скрытое тепло водяного пара) в кинетическую энергию атмосферы. Циркуляция эта включает нисходящее движение в упомянутых ранее субтропических антициклонах, потоки очень устойчивых пассатных ветров и восходящее движение в областях северной и южной конвергенции. Вместе с расходящимся от внутритропической зоны конвергенции верхним течением такая схематизированная циркуляция называется иногда ячейкой Гадлея, как в Северном, так и в Южном полушарии.
В области внутритропической зоны конвергенции осредненная примерно по квадрату 300 х 300 км в слое 1000 — 850 мбар дивергенция скорости с11ч ~ составляет = — 1,4 10 5 с и скорость и восходящего движения на уровне 900 мбар — около 1 см/с. Последнее переносит вверх около 390 Вт/м тепла конденсации, что соответствовало бы испарению "на месте" около 480 см воды в год.
Очевидно, во внутри- тропической зоне конвергенции с большой площади поверхности океана собирается и уносится вверх пар. Положение и смещение указанной зоны, таким образом, определяют и работу упомянутой термодинамической машины, и взаимодействие тропической атмосферы и океана.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
